Estructura Interna de la Tierra

Modelo Estático: Composición Química de la Tierra

Este modelo describe la Tierra en función de su composición química y las discontinuidades sísmicas que marcan los cambios en la densidad y composición de los materiales.

• Corteza Oceánica

  Con un espesor que varía entre 6 y 12 km, compuesta principalmente por rocas basálticas.

• Corteza Continental

  Su espesor oscila entre 25 y 70 km, y está formada predominantemente por rocas graníticas.

• Discontinuidad de Mohorovičić (Moho)

  Ubicada aproximadamente a 70 km de profundidad bajo los continentes (y mucho menos bajo los océanos), marca el límite entre la corteza y el manto.

• Manto Superior

  Se extiende desde el Moho hasta la discontinuidad de Repetti.

• Zona de Transición del Manto

  Situada entre 410 y 660 km de profundidad, es una región donde ocurren importantes cambios de fase mineralógicos.

• Discontinuidad de Repetti

  Entre 670 y 1000 km de profundidad, separa el manto superior del manto inferior.

• Manto Inferior

  Se extiende hasta la discontinuidad de Wiechert-Gutenberg. Es la región donde se desarrollan las corrientes de convección que impulsan la tectónica de placas.

• Discontinuidad de Wiechert-Gutenberg

  A 2900 km de profundidad, marca el límite entre el manto y el núcleo externo.

• Núcleo Externo

  Se extiende desde los 2900 km hasta la discontinuidad de Lehmann. Se cree que es líquido y es el responsable de generar el campo magnético terrestre.

• Discontinuidad de Lehmann

  Entre 4980 y 5120 km de profundidad, separa el núcleo externo del núcleo interno.

• Núcleo Interno

  Desde la discontinuidad de Lehmann hasta el centro de la Tierra, a 6378 km de profundidad. Se considera que es sólido debido a las extremas presiones.

Modelo Dinámico: Comportamiento Mecánico de los Materiales Terrestres

Este modelo clasifica las capas de la Tierra según su comportamiento mecánico (rigidez, plasticidad, fluidez).

• Litosfera

  Es la capa más externa y rígida de la Tierra, que incluye la corteza y la parte superior del manto. Está fragmentada en las placas tectónicas.

• Astenosfera

  Capa del manto superior, caracterizada por un comportamiento plástico y una menor velocidad de las ondas sísmicas (conocida como zona de baja velocidad). Permite el movimiento de las placas litosféricas sobre ella.

• Mesosfera

  Corresponde al manto inferior, donde los materiales son más rígidos que en la astenosfera, pero aún pueden fluir lentamente a lo largo de millones de años.

• Nivel D» (Doble Prima)

  Es una zona de transición en la base del manto inferior, justo por encima de la discontinuidad de Gutenberg, donde se observan anomalías sísmicas y cambios en las propiedades de los materiales.

• Núcleo Externo

  Capa líquida que se extiende desde la discontinuidad de Gutenberg.

• Núcleo Interno

  Capa sólida central de la Tierra.

Geodinámica: La Tectónica de Placas

La Deriva Continental de Wegener

Concepto Inicial

La Tectónica de Placas es la teoría científica actualmente aceptada para explicar los fenómenos geológicos a gran escala en la Tierra. Sus fundamentos se remontan a la hipótesis de la Deriva Continental, propuesta por Alfred Wegener a principios del siglo XX.

Wegener postuló que los continentes no son estáticos, sino que se mueven lentamente sobre la superficie terrestre. Sugirió que, en el pasado geológico, todos los continentes estuvieron unidos en un supercontinente llamado Pangea, que posteriormente se fragmentó y sus partes se dispersaron hasta sus posiciones actuales.

Partes Implicadas según Wegener

Según Wegener, la Tierra estaba compuesta por las siguientes capas principales:

• Sial: Capa superior, compuesta principalmente por silicatos de aluminio (menos densos), que formaban los continentes y se movían sobre el Sima. Las rocas predominantes eran de tipo granítico.
• Sima: Capa inferior, compuesta por silicatos de magnesio, que formaba la corteza oceánica y la parte superior del manto. Las rocas predominantes eran de tipo basáltico.
• Nife: El núcleo de la Tierra, compuesto principalmente por Níquel (Ni) y Hierro (Fe).

Motor del Movimiento Propuesto por Wegener

Wegener propuso dos fuerzas como posibles motores del movimiento continental, aunque posteriormente se demostró que eran insuficientes:

• Atracción Gravitatoria: Sugirió que la atracción gravitatoria del Sol y la Luna sobre el Sial podría causar su movimiento sobre el Sima.
• Fuerza Centrífuga: Postuló que la rotación de la Tierra generaba una fuerza centrífuga que, al ser menor en el ecuador y mayor en los polos, podría influir en el desplazamiento de los continentes hacia el ecuador. (Nota: Esta explicación de la fuerza centrífuga es incorrecta; la fuerza centrífuga empuja hacia afuera del eje de rotación).

Evidencias de la Deriva Continental

Wegener presentó varias pruebas para respaldar su hipótesis:

• Paleontológicas: Descubrimiento de fósiles de la misma especie (que no podían volar ni nadar grandes distancias) en continentes actualmente separados por océanos. Por ejemplo, el reptil Mesosaurus, cuyos restos fósiles se encontraron en Sudamérica y África.
• Topográficas o Geográficas: El notable «encaje» o coincidencia de las líneas de costa de continentes que hoy están muy separados, como el de Sudamérica y África.
• Paleoclimáticas: Presencia de rocas llamadas tillitas (formadas por la litificación de barro de origen glaciar) en regiones tropicales actuales como la Antártida, África, India y Australia, lo que sugiere que estas áreas estuvieron cubiertas por glaciares en el pasado, indicando una posición polar.
• Geológicas: La continuidad de estructuras geológicas, como cadenas montañosas, a ambos lados del Océano Atlántico. Por ejemplo, las cordilleras caledonianas en Escandinavia y los Apalaches en Norteamérica, que parecen ser fragmentos de una misma cadena montañosa que se separó con la deriva continental.

La Teoría Moderna de la Tectónica de Placas

Desarrollo Histórico

A partir de la década de 1940, el desarrollo del sonar permitió un estudio detallado del fondo oceánico, revelando la existencia de grandes estructuras como las dorsales oceánicas, las llanuras abisales y las fosas marinas.

En la década de 1950, el sismólogo Hugo Benioff observó que los terremotos en las zonas de subducción (donde una placa oceánica se introduce bajo otra) se hacían progresivamente más profundos a medida que se alejaban de la costa y se adentraban en el continente. Estos hipocentros sísmicos formaban un plano inclinado conocido como Plano de Benioff.

En la década de 1960, se consolidó la comprensión de que la capa más externa y rígida de la Tierra, la litosfera (que incluye la corteza y la parte superior del manto), está fragmentada en grandes bloques llamados placas tectónicas. Estas placas se deslizan sobre una capa más dúctil del manto superior, la astenosfera, que presenta un comportamiento plástico y donde la velocidad de las ondas sísmicas disminuye.

La teoría actual de la tectónica de placas reconoce la existencia de aproximadamente 7-8 grandes placas principales y numerosas subplacas, que en conjunto forman la litosfera terrestre.

Mecanismo del Movimiento de Placas

El motor principal del movimiento de las placas tectónicas son las corrientes de convección que se producen en el manto terrestre. Estas corrientes, impulsadas por el calor interno del núcleo, transportan material caliente hacia la superficie en las dorsales oceánicas y material frío y denso hacia el interior en las zonas de subducción, arrastrando consigo a las placas.

En las dorsales oceánicas, el material magmático asciende desde el manto, creando nueva corteza oceánica y empujando las placas lateralmente.

Evidencias de la Tectónica de Placas

Las principales pruebas que sustentan la teoría de la tectónica de placas incluyen:

• Distribución de Sismos y Volcanes: La gran mayoría de los terremotos y volcanes se concentran en los márgenes de las placas tectónicas, donde interactúan entre sí.
• Edad de los Materiales del Fondo Oceánico: Los materiales rocosos son más jóvenes cerca de las dorsales oceánicas (donde se crea nueva corteza) y se vuelven progresivamente más antiguos a medida que se alejan de ellas, hacia las zonas de subducción.
• Paleomagnetismo: El estudio del paleomagnetismo en las rocas oceánicas ha sido crucial. Minerales como la magnetita, al cristalizar a partir de magma fundido, se orientan según la dirección del campo magnético terrestre en ese momento. Se ha observado un patrón simétrico de bandas magnéticas (inversiones de polaridad) a ambos lados de las dorsales oceánicas, lo que demuestra la continua creación de nuevo material en estas zonas y su posterior expansión.

Conceptos Actuales en Tectónica de Placas

La comprensión de la tectónica de placas ha evolucionado:

• La Astenosfera: Aunque el concepto de una astenosfera como una capa de baja viscosidad sigue siendo válido, su papel y propiedades se han refinado. No es una capa homogénea, y su interacción con la litosfera es compleja.
• Plumas Ascendentes (Plumas del Manto): Se reconoce la existencia de plumas de material caliente que ascienden desde las profundidades del manto, generando puntos calientes en la superficie.
• Motor Principal: Contrario a la idea inicial de que las dorsales oceánicas eran el principal motor de la dinámica de placas (por «empuje»), la visión actual enfatiza que las zonas de subducción son el motor dominante. Al introducirse una placa densa en el manto, «tira» del resto de la placa (slab pull), lo que a su vez puede fragmentar la litosfera y generar nuevas dorsales. El «empuje de la dorsal» (ridge push) también contribuye, pero en menor medida.

Evolución del Entendimiento: Antes vs. Ahora

• Destino del Material Subducido:
  • Antes: Se pensaba que los materiales de las zonas de subducción se quedaban en la astenosfera.
  • Ahora: Se ha comprobado que estos materiales pueden llegar a profundidades mucho mayores, casi hasta la discontinuidad de Gutenberg (límite manto-núcleo). La interacción de estos materiales fríos de la litosfera con el manto caliente puede causar anomalías sísmicas temporales, alterando las propiedades locales antes de que el calor del núcleo homogeneíce la temperatura.
• Fuerza Impulsora:
  • Antes: Se creía que el material que salía por las dorsales oceánicas «empujaba» las placas, siendo el principal motor.
  • Ahora: Se considera que las zonas de subducción son el motor principal. La fuerza de «arrastre de la losa» (slab pull) generada por la subducción de la placa densa es la fuerza dominante, y este arrastre es el que puede fragmentar las placas y dar origen a las dorsales.

Puntos Calientes (Hotspots)

Los puntos calientes son zonas fijas en el manto donde las plumas ascendentes entran en contacto con la litosfera, generando actividad volcánica persistente, independientemente del movimiento de la placa.

• En Placa Oceánica: Forman cadenas lineales de volcanes o islas volcánicas a medida que la placa se desplaza sobre el punto caliente. Ejemplos notables son las islas Galápagos o Hawái.
• En Placa Continental: Pueden causar un abombamiento de la corteza y la acumulación de una bolsa de magma que puede o no salir a la superficie. Si el magma sale, puede formar mesetas volcánicas o calderas gigantes. Un ejemplo es el supervolcán de Yellowstone.

Límites de Placas Tectónicas

Las interacciones entre las placas tectónicas en sus límites definen los principales fenómenos geológicos en la superficie terrestre.

Límites Convergentes (Bordes Destructivos)

En estos límites, dos placas se mueven una hacia la otra, resultando en la destrucción de litosfera.

Convergencia Oceánica-Continental

Una placa oceánica (más densa) se subduce bajo una placa continental (menos densa). La fricción entre ambas genera intensa actividad sísmica y vulcanismo, formando cordilleras volcánicas pericontinentales (paralelas a la costa) y fosas oceánicas profundas. El ángulo de subducción influye en la profundidad de la fosa. Los hipocentros de los terremotos se alinean a lo largo del Plano de Benioff. Ejemplo: La Cordillera de los Andes.

Convergencia Oceánica-Oceánica

Una placa oceánica se subduce bajo otra placa oceánica (la más densa subduce). Este proceso da lugar a la formación de arcos de islas volcánicas (cadenas de islas paralelas a la fosa) y fosas oceánicas profundas. Ejemplo: Las Fosas Marianas y el arco de islas de Japón.

Colisión Continental-Continental

Ocurre cuando dos placas continentales chocan después de que la litosfera oceánica que las separaba ha sido completamente subducida. Debido a su baja densidad, ninguna de las placas continentales subduce significativamente, lo que resulta en un intenso plegamiento y engrosamiento de la corteza, formando grandes cadenas montañosas. Hay actividad sísmica, pero generalmente no hay vulcanismo. Se forma una «línea de sutura» donde las dos masas continentales se unen. Ejemplo: La formación del Himalaya por la colisión de la placa India con la Euroasiática, elevando la Meseta del Tíbet.

Límites Divergentes (Bordes Constructivos)

En estos límites, dos placas se separan, permitiendo el ascenso de magma desde el manto y la creación de nueva litosfera.

Divergencia Oceánica

Se forman las dorsales oceánicas, grandes cadenas montañosas submarinas donde el magma asciende y solidifica, creando nueva corteza oceánica. Este proceso se conoce como expansión del fondo oceánico. Ejemplo: La Dorsal Mesoatlántica, que crece aproximadamente 2 cm al año.

Divergencia Continental

Cuando la divergencia ocurre en una placa continental, la corteza se estira y adelgaza, formando un sistema de fallas normales y un valle de rift (fosa tectónica). Si la separación continúa, el valle puede ser invadido por el mar, formando lagos o mares lineales. Ejemplo: El Gran Valle del Rift en África Oriental.

Límites Transformantes (Bordes Pasivos)

En estos límites, dos placas se deslizan lateralmente una respecto a la otra, sin creación ni destrucción significativa de litosfera. La fricción genera intensa actividad sísmica.

Ejemplo: La Falla de San Andrés en California, donde la placa del Pacífico y la placa Norteamericana se mueven en direcciones opuestas.

También se encuentran fallas transformantes que segmentan las dorsales oceánicas, donde los segmentos de la dorsal se desplazan lateralmente debido a las diferentes velocidades de expansión del fondo marino.